Le « marbre rouge » appelé Rosso Levanto est une roche remarquable, bien connue des marbriers, diffusée dans le monde entier pour la décoration intérieure. Il provient de carrières situées près de Levanto dans l’Apennin Ligure, à 60 km au SE de Gênes.

    Pour les géologues, il ne s’agit pas d’un marbre, mais d’une serpentinite, car constitué essentiellement de minéraux du groupe des serpentines, avec des filonets blancs. Mais alors que les serpentinites sont habituellement vertes, comme celles du Val d’Aoste (voir Perrier, 1995), de Cuba ou de Taiwan, celles de Levanto sont rouges.

    Intrigué par cette roche, j’ai fini par trouver dans des revues scientifiques peu connues du grand public des publications de géologues universitaires italiens ; un voyage en mai 1996 m’a conduit à visiter la région de Levanto, ainsi que d’autres carrières des Alpes Italiennes.

    Ces serpentinites bréchiques vertes ou rouges, à filonets blancs, sont parfois dénommées ophicalcites, terme que nous éviterons, car :

- d’une part il a été appliqué à des marbres calcaires à grains de serpentine (provenant d’olivine ou de diopside serpentinisés), qu’il vaut mieux placer parmi les « marbres à silicates »,

- d’autre part les veines blanches ne sont pas toujours de la calcite : on décrit de plus en plus dans les serpentinites des veines de magnésite (on parle alors d’ophimagnésites), par exemple dans l’Himalaya, de dolomite (ophidolomites), ou bien encore des veines d’aragonite (autre forme cristalline du carbonate de calcium) dans les serpentinites des fonds océaniques actuels. Ces minéraux sont d’apparence assez semblable, seuls les diagrammes de diffraction X en permettent la détermination.

1 - Les minéraux du groupe des serpentinites

    Les serpentinites sont des minéraux verts, d’une dureté Mohs de 3 à 4, voisine de celle de la calcite (3), leur composition est celle d’un silicate de magnésium hydraté (silicate en feuillet analogue au kaolin). La densité moyenne est de 2,4 à 2,6 (contre plus de 3,2 pour l’olivine et les pyroxènes qui sont à leur origine).Les serpentines sont plus facilement déformables que les minéraux d’origine, leur résistance à l’extension est faible (5-26 bar), elles contiennent entre 12 et 13,5 % d’eau en poids. De plus les serpentines sont solubles dans l’acide chlorhydrique et l’acide sulfurique, elles résistent mal à la dissolution par les pluies polluées.

    Les analyses par diffraction X et au microscope électronique à fort grossissement ont révélé plusieurs formes cristallines différentes :

- l’antigorite, à structure ondulée, plus compacte et résistante,

- le chrysotile, en fibres de 0,25 µm de diamètre, avec un canal de 8 nm, l’une des formes de l’amiante commerciale,

- la lizardite, en microtablettes planes.

    Nous ne parlerons pas des formes moins communes, comme la carlosturanite, la berthiérine, la cronstadtite, la picrolite, l’iddingsite, etc…

    Le champ de stabilité des formes usuelles de la serpentine est mal établi. En simplifiant, on peut dire que la lizardite est la forme la plus stable à basse température ; quand la température et la pression augmentent au cours du métamorphisme, elle se transforme en chrysotile, puis en antigorite (stable entre 300 et 550°C). C’est effectivement l’antigorite qui domine dans les serpentinites des Alpes (Val d’Aoste par exemple), qui ont subi un fort métamorphisme. Dans des conditions plus extrêmes, l’antigorite se décomposerait en olivine (forstérite), talc et eau.

2 - Les occurrences de roches ultrabasiques

    Les serpentines proviennent essentiellement de la transformation des olivines (silicates de magnésium et/ou fer), et en partie des pyroxènes. Ces minéraux sont prédominants dans les roches ultrabasiques qui forment le manteau supérieur de la Terre, au dessous de la discontinuité de Mohorovicic (normalement à 30 ou 50 km sous les continents, mais seulement à une dizaine de km sous les océans).

    Rappelons que les roches ultrabasiques sont dénommées dunites si elles se composent de plus de 90 % d’olivine, harzburgites quand elles comprennent en outre des orthopyroxènes, et lherzolites quand il se trouve à la fois des orthopyroxènes (silicates de fer et de magnésium) et des clinopyroxènes (ces derniers contenant du calcium).

    Ces roches de haute densité se trouvant normalement dans le manteau supérieur, il s’agit de trouver les mécanismes qui les ont amenés à la surface de la terre.

    a - le mécanisme le plus important est la formation de croûte océanique dans les océans en expansion à partir des dorsales. On sait par les études géophysiques, les forages océaniques et l’examen des nappes ophiolitiques, que la croûte sous les océans comporte plusieurs couches : sédiments / basaltes en coussins / filons (dykes) / gabbros / roches ultrabasiques. Les basaltes et gabbros proviennent de la fusion des roches du manteau qui remontent vers la surface sous les dorsales : les roches ultrabasiques représentent le résidu de fusion, qui s’accumule en profondeur. Les principales chaînes de montagne proviennent d’une inversion de la direction d’expansion, les bords de l’océan se rapprochent : la plaque océanique disparaît en grande partie vers le bas, retournant dans les profondeurs du manteau. Cependant, on retrouve souvent, dans les zones internes de la chaîne, des fragments de la plaque océanique venus chevaucher l’une des plaques continentales, ce sont les nappes ophiolitiques, dont l’un des exemples les plus démonstratifs est constitué par la nappe d’Oman : les roches ultrabasiques s’y trouvent serpentinisées, et forment des gisements de « marbres verts ».

    b - la plaque océanique plongeante dans les zones de subduction est dégarnie de sa couverture de sédiments, qui s’accumule en un prisme d’accrétion ; les roches ultrabasiques serpentinisées au préalable se réchauffent au cours de la descente, et tendent à libérer l’eau contenue dans les serpentines : la surpression résultante serait à l’origine de remontées de blocs de serpentine jusqu’au fond de la mer, sous forme de diapirs de serpentine, qui ont été effectivement observés dans la fosse des Mariannes. Les produits de ces diapirs, mélange d’argile, de blocs de serpentine et de sédiments divers, pourraient constituer les « mélanges ophiolitiques » observés dans diverses chaînes de montagne (Californie, Turquie, etc.).

    c -dans les océans à faible vitesse d’expansion, comme l’Atlantique actuel ou l’Océan alpin au Jurassique, où le taux de fusion du manteau est lent, la production de gabbros et basaltes est faible, le manteau initialement sous une plaque continentale est étiré plastiquement, et dégarni de sa couverture continentale plus rigide : il se retrouve à l’affleurement au pied des marges continentales et au centre des rides médio-océniques. Mis au contact de l’eau de mer, grâce à des fractures d’extension, il se transforme en serpentinites.

    d - dans certains volcans explosifs situés à l’intérieur de plaques continentales, des roches du manteau remontent à la surface, le long de cônes percés à l’emporte-pièce comme les kimberlites (riches en diamant), ou le long de grandes fractures intracontinentales comme les lherzolites des Pyrénées (nommées précisément à cause de leur découverte à l’étang de Lers).

3 - La serpentinisation

        La réaction de serpentinisation est une hydratation de roches ultrabasiques, du type :

2 olivine + 3H₂O = serpentine + brucite Mg(OH)

et orthopyroxène + olivine + H₂O = serpentine

Elle s’accompagne d’une augmentation sensible du volume, d’où l’aspect souvent craquelé des blocs résiduels de péridotite incomplètement transformée (kernel).

Certaines olivines (fayalites) contiennent du fer en plus du magnésium (en moyenne les péridotites renferment 7 % de fer). Ce fer est exsudé sous forme de cristaux souvent microscopiques de magnétite (Fe₃O₄) lors de la serpentinisation ; cette magnétite, dans certaines conditions d’oxydation, se transforme en hématite rouge (Fe₂O₃), donnant la couleur particulière du Rosso Levanto. Autre conséquence pratique, la magnétite rend le sciage des serpentines difficile à cause de sa dureté assez élevée (Mohs 5,5) ; il en est de même pour l’hématite (Mohs 6,5), puisque c’est un abrasif utilisé en polissage. De plus ces oxydes de fer peuvent se transformer en hydroxydes (rouille) par exposition aux intempéries.

La brucite produite par la réaction de serpentinisation peut rester présente, ou partir en solution, mais il semble que le plus souvent elle se transforme en magnésite (CO₃Mg), qui est fréquemment signalée quand les filonets blancs sont étudiés soigneusement.

Les filonets peuvent cependant être en calcite, et c’est apparemment le cas du Rosso Levanto. Le problème qui se pose est l’origine de cette calcite : on peut chercher l’origine du calcium dans des « fluides hydrothermaux » d’origine profonde, ou bien dans la serpentinisation des clinopyroxènes, qui comme nous l’avons vu contiennent du calcium ; mais il faut que ces minéraux soient présents et qu’il y ait apport de CO₂. Dans les forages sous-marins et les dragages sur les massifs de serpentine, on a décrit à diverses reprises de l’aragonite, qui est instable et se transforme en calcite avec le temps.

La production de carbonate de calcium au cours de la serpentinisation est également attestée par les rodingites, qui sont des filons de gabbros transformés en une roche claire riche en grenats.

La question qui se pose maintenant est de savoir où et quand se produit la serpentinisation :

a - il a été montré par des analyses d’eaux de sources provenant de massifs ultrabasiques, que la serpentinisation se poursuit actuellement : les eaux sont riches en calcium (travertins de sources) et très basiques, il se produit de la lizardite et du chrysotile.

b - cependant la serpentinisation majeure semble se produire au contact de l’eau de mer, pendant la phase d’expansion océanique. Dans les océans à expansion rapide, les forages sous-marins ont traversé les couches supérieures, montrant que la température augmente rapidement au voisinage des rides, et que le grade métamorphique des Schistes Verts peut être atteint : malheureusement ces forages n’ont pas atteint les péridotites, et il faudrait que l’eau de mer puisse les atteindre pour que la serpentinisation s’effectue ; aussi a-t-on évoqué sa pénétration par l’intermédiaire des failles d’extension parallèles à la ride, ou par les failles perpendiculaires (failles transformantes).

Dans les océans à expansion réduite, la serpentinisation est plus facile à expliquer dans la mesure où le manteau étiré se retrouve presque à l’affleurement, et que des failles d’extension autorisent la pénétration de l’eau.

Pendant leur mise en place, les nappes ophiolitiques peuvent être soumises à différents grades de métamorphisme : si les ophiolites apennines n’ont pas subi de métamorphisme, celles des Alpes ont été beaucoup plus affectées, atteignant le grade des Schistes Verts dans les unités externes (occidentales), le grade des Schistes Bleus ou des Eclogites dans les nappes internes (Val d’Aoste), la variété de serpentine la plus représentée étant alors l’antigorite.

4 - Serpentinites des Alpes Occidentales

    Les serpentinites appartiennent à la Zone Piémontaise (nappe des Schistes Lustrés), et sont apparues dans l’océan alpin au Jurassique : comme il leur manque l’épaisse couverture de gabbros, dykes de dolérites et basaltes en coussins, classiques dans les grandes nappes ophiolitiques, les spécialistes pensent que l’océan alpin n’a jamais été de grande largeur avec un taux d’expansion rapide, mais qu’il s’agissait d’un océan étroit avec un taux de fusion faible du manteau : on trouve seulement des intrusions de gabbros de taille limitée, quelques coulées de basaltes, et aussitôt des sédiments profonds (radiolarites et calcaires pélagiques, puis argiles) que le métamorphisme transformera en Schistes Lustrés. Une particularité est l’interposition très générale de niveaux de brèches à éléments de serpentine.    

  Fig. 1 - Les ophiolites dans les Alpes Occidentales et l'Apennin 

    Certaines de ces brèches, souvent d’origine sédimentaire, pénètrent dans les serpentinites massives à la faveur de fractures d’extension, ou entourent de gros blocs de serpentinite. Il existe aussi des brèches serpentiniques intercalées dans les sédiments superposés.

    Signalons maintenant les occurrences de brèches serpentiniques rouges, comparables au Rosso Levanto.

    a - En Suisse, des brèches rouges sont signalées au dessus des brèches vertes dans la région de Davos (Bernouilli et Weissert, 1985).

    b - Dans le Val d’Aoste on ne connaît pas de brèches rouges (voir Perrier, 1995), bien que le contact supérieur des serpentinites soit exposé en plusieurs points.

    c - Région du Montgenèvre, entre Briançon et Sestrières : à Cascavelier au SW de St Véran, Mascle et al. (1991) décrivent une serpentinite avec quelques intrusions de gabbros, surmontée d’une brèche serpentinique sédimentaire avec intercalation de basaltes en coussins, peu épais, puis de radiolarites et calcaires pélagiques. Il n’y a donc pas de croûte océanique complète : cette situation est comparée aux résultats d’un forage profond en mer tyrrhénienne (bassin océanique étroit), où le manteau a été dénudé par extension. Une reconstitution du fond de la mer alpine dans le Queyras comporte des reliefs  d’où s’éboulent des détritus ophiolitiques.

    Du côté italien, la carrière de Cesana Torinese est accessible par la piste conduisant à la station de ski de Sagna Longa, à une altitude d’environ 1900 m. Abandonnée depuis une quinzaine d’années, elle a produit le Verde Alpi di Cesana : on y trouve de belles coupes au fil diamanté, mais leur sommet est difficile à examiner sans matériel d’escalade. La plus grande partie est taillée dans une serpentinite massive vert sombre, à fantômes de minéraux (pyroxènes ?) ; sur des blocs laissés sur place, et provenant sans doute de la partie supérieure, des masses de la même serpentinite sombre sont englobées dans la serpentinite vert clair. Le gisement est apparemment une lentille tectonique dans les Schistes Lustrés. Dumon rapporte que ce secteur a aussi produit une ophicalcite rouge, appelée Rosso Alpi.

Fig. 2 - Carrière abandonnée de Cesana Torinese, près du col du Montgenèvre

Fig. 3 - Bloc de serpentinite vert sombre dans une matrice jaune-vert, Cesana Torinese

    d - A Acceglio, la carrière Furrer est encore en activité à 1 km au NW du village. Les coupes actuelles faites au câble diamanté montrent une serpentinite bréchique massive, sans brèches sédimentaires. Cette roche assez fracturée était appelée Verde Acceglio ou Verde Maurin (par abus, car la localité de Maurin se trouve en France. Selon Dumon, on y produisait aussi un marbre rouge, le Rosso Acceglio, qui a maintenant disparu.

Fig. 4 - La vallée d'Acceglio, Piémont

Fig. 5 - Bloc de serpentinite vert sombre dans une brèche vert clair, Acceglio

    e - Région au N de Gênes : on y a extrait depuis le XVIe siècle des marbres verts, qui ont porté différents noms comme Verde Polcevera, Verde Alpi, Vert d’Egypte (parce qu’utilisé en France après le retour d’Egypte de Napoléon), Vert de Mer. Ils ont été employés en France pour des fenêtres à Versailles, et des panneaux au Pont de la Concorde. Les carrières se trouvaient près de la crête de l’Apennin (Passo della Bocchetta), sur la route de Campo Morone à Voltaggio, aux environs du village de Pietra Lavezzara (environ 18 km au N de Gênes). Ils appartiennent à l’unité tectonique de Monte Figogna, qui forme à peu près la limite entre Alpes et Apennin. Il reste quatre carrières, abandonnées depuis longtemps : on n’y trouve aucune trace de découpe au fil. La première carrière à l’entrée du village, est occupée par une station de gaz, et rendue inaccessible par de hauts grillages. La seconde, au NE du village, montre une petite lentille de serpentinite verte très broyée. Une autre, plus grande, est située dans les pentes au N de Pietralavezzara. La quatrième, au delà du col de la Bocchetta dans la descente vers Voltaggio, montre une lentille tectonique emballée dans les Schistes Lustrés, qui a presque été totalement exploitée à une période reculée, sans doute par coins et leviers. On n’y observe ni brèches sédimentaires ni ophicalcites rouges. Dumon cite cependant dans la région une production de marbres rouges (Rosso Polcevera et Rosso Laguna) : ces carrières ont du disparaître, ou bien la brèche rouge, beaucoup plus appréciée, a été totalement épuisée.

5 - Apennin de Ligurie

    Les nappes de l’Apennin ligure sont déversées vers le NE, en sens inverse de celles des Alpes. On y rencontre de nombreux massifs ophiolitiques, de petite taille dans les nappes externes (au NE), de taille plus importantes dans les unités internes. Le massif de Levanto appartient à ce groupe, les principales carrières de Rosso Levanto se trouvant dans l’unité du col de Bracco. De nombreuses carrières (19 reconnues) ont été ouvertes depuis les débuts d’extraction, attestés depuis le XIIe siècle, il n’en subsiste que deux en activité (cava San Giorgio et cava Rossola), toutes deux sur la commune de Bonassola.

    L’étude des serpentinites est facilitée par le faible degré de métamorphisme et une complexité tectonique modérée : par contre, les pentes très boisées montrent peu d’affleurements, et les géologues ont eu bien du mérite pour en faire le lever au 1/25000 (Cortesogno, Galbiati, Principi, 1987).

    La reconstitution du dépôt des brèches proposée par ces auteurs montre un substrat de serpentinites (avec parfois des veines de brucite), provenant de lherzolites ou de péridotites à plagioclases, avec des masses stratoïdes de gabbros à gros grain, sur lesquels reposent des dépôts discontinus de brèche de Levanto (couches exploitées comme marbre rouge) ; c’est une brèche à éléments de serpentine peu déplacés, dans une matrice de calcite, et traversée par quelques filons clastiques. Au dessus viennent des basaltes massifs, absents localement, puis des brèches sédimentaires regroupées sous le nom de brèches de Bonassola ; c’est un dépôt sédimentaire, formé d’éléments divers dans une matrice argileuse ou carbonatée, avec des lits de sables serpentiniques. Une des variétés reconnues est la brèche de Framura, avec des éléments de serpentine dans un ciment de calcite microcristalline souvent rouge. Ensuite se trouvent les basaltes en coussins, puis les sédiments pélagiques (radiolarites rouges du Jurassique supérieur, turbidites argileuses du Crétacé inférieur).

    Une révision de cette région a été faite par Treves et Harper (1994) : par une étude détaillée du remplissage des veines de la brèche de Levanto, ils reconstituent une série d’évènements assez complexes, qui se résume en trois phases principales :

- déformation ductile de la lherzolite à haute température (500-800°),

- serpentinisation par l’eau de mer, entre 130 et 240°, produisant chrysotile et lizardite,

-fracturations successives à remplissage de chrysotile, aragonite puis calcite et talc, à des températures de plus en plus basses.

Fig. 6 - Schéma stratigraphique de la région de Levanto, avec le Rosso Levanto (Levanto breccia) entre les péridotites serpentinisées et la brèche sédimentaire de Framura (Treves et Harper, 1994)

    Les auteurs critiquent un modèle antérieur de diapirs de serpentinite à travers des gabbros et basaltes, et localisés le long de failles transformantes : ils proposent au contraire, en tenant compte des découvertes récentes de serpentinites au pied de la marge de Galice et sous la ride médio-atlantique, un modèle de dénudation tectonique du manteau pour l’océan alpin (Alpes et Apennin). Le niveau d’ophicalcites est alors continu au sommet des serpentinites, c’est une surface broyée par le glissement de la croûte continentale, et fortement transformé par hydrothermalisme.

    Nous avons rendu visite à deux carrières abandonnées de Viaggino : l’une montre le contact des radiolarites sur les ophicalcites rouges en série normale, l’autre la passage (en série inverse) de serpentinites vertes massives aux brèches à éléments de serpentinite rouge.

    Les deux carrières actives de la commune de Bonassola sont des fosses profondes, assez dangereuses vu la hauteur des fronts et l’insuffisance de la découverture. Les carriers, au nombre de deux ou trois par carrière, travaillent exclusivement avec le câble diamanté : ils détachent des panneaux de l’ordre de 40 m³, et les basculent avec des coussins en acier gonflés à l’eau. Dans la carrière San Giorgio, on remarque le contact subvertical et irrégulier entre serpentinite verte et brèche rouge pas très épaisse. La première est une roche massive vert sombre à cristaux brillants (sans doute des traces de pyroxènes), difficiles à commercialiser. Dans des blocs isolés et sur des fronts anciens, on voit que dans la brèche de Levanto la couleur rouge provient d’une transformation pénétrant depuis la périphérie des blocs vers l’intérieur ; ces blocs contiennent donc à la fois du marbre rouge et du vert, ils se vendent 4500 à 6500 F/m³. La carrière Rossola, plus importante, se trouve entièrement dans le Rosso Levanto, et produit des blocs de plus grande taille, mais souvent avec un cœur vert.

Fig. 7 - Vue d'ensemble de la carrière San Giorgio à Bonassola, dont le fond est entaillé dans la serpentinite verte

Fig. 8 - Sur le flanc ouest de la carrière San Giorgio, contact subvertical entre la serpentinite verte et le Rosso Levanto

Fig. 9 - A San Giorgio, bloc avec noyau vert entouré d'une enveloppe d'oxydation rouge

Fig. 10 - Ancien front de la carrière San Giorgio montrant la brèche rouge  avec des blocs d'environ 1 m³ à noyau vert

Fig. 11 - Basculement d'une masse primaire d'environ 40 m³ à la carrière Rossola, avec coussin d'acier et élingue accrochée au derrick : en l'absence d'un tas de déblais pour amortir le choc, la masse s'est cassée en trois parties

Fig. 12 - Ancienne carrière de Viaggino dans la région de Levanto, montrant en série inverse la serpentinite massive en haut, et la brèche rouge de Levanto en bas

           6 - Autres occurrences connues

    Au Maroc, nous avons signalé que les colonnes de serpentinite verte et rouge de la Grande Mosquée de Casablanca ont été extraites à Emvi dans la région de Tiznit, sans doute dans le Précambrien.

    Dans la partie sommitale du massif ophiolitique de Baer-Bassit (dans le NW de la Syrie), mis en place au Crétacé terminal (Maestrichtien moyen), une équipe russe (Knipper et al., 1990) a signalé une brèche à éléments de serpentine, partiellement hématisée, dans un ciment de calcaire pélagique rose. Ici, les différents termes d’une croûte océanique complète sont représentés ; les auteurs supposent une espèce de montagne sous-marine pour expliquer l’émergence des serpentinites (provenant de harzburgites).

    En Turquie, les ophiolites du Taurus dans la région de Maden (entre Elazig et Diyarbakir) sont sans doute à l’origine d’un marbre rouge concurrent du Rosso Levanto, vendu en Italie sous le nom de Rosso Levanto Turchia, sur lequel nous avons peu d’informations

       7 - Conclusion

    Les serpentinites bréchiques sont très répandues au sommet des massifs de roches ultrabasiques serpentinisées. Nous déconseillons le terme d’ophicalcites, car le ciment liant les éléments de serpentine peut comporter de la brucite, de la magnésite, de la dolomite, du talc ou de l’aragonite.

    Les hypothèses émises sur leur genèse sont fort diverses : émersion de roches ultrabasiques et formation de sols, éboulements de reliefs sous-marins, venues d’eaux hydrothermales, diapirs de manteau à travers la croûte océanique, et dernièrement dénudation tectonique du manteau. Il y en aura certainement d’autres dans le futur.

    Dans certaines conditions (fluides hydrothermaux oxydants ?) la magnétite formée au cours de la réaction de serpentinisation se transforme en hématite, qui procure la couleur rouge du Rosso Levanto. Cette couleur n’est pas restreinte à la région de Levanto : les anciens auteurs l’ont signalée dans plusieurs carrières des Alpes, on la connaît maintenant au Maroc, en Syrie et en Turquie ; nul doute que les prospections en révèleront de nouvelles occurrences dans d’autres massifs ophiolitiques du monde.

    Les propriétés physiques des serpentines et l’influence de leur nature minéralogique sont encore mal connues ; mentionnons quelques problèmes pratiques qui en résultent, comme la faible résistance à l’extension, les déformations après la pose des dalles avec du mortier, et la faible résistance aux intempéries.

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